Obecny charakter wybrzeża Polski kształtował się pod wpływem zlodowaceń czwartorzędowych oraz podnoszącego się poziomu Morza Bałtyckiego po ustąpieniu lądolodu skandynawskiego. Na przełomie późnego glacjału i holocenu rzeźba obszarów przybrzeżnych była już ukształtowana. Od tamtego czasu poziom morza wzrósł o ok. 105 m.
Modyfikowanie kształtu linii brzegowej związane było z procesami morfogenetycznymi. Wiodącą role odgrywały tu trzy czynniki:
– wzrost poziomu morza modyfikowany przez ruchy izostatyczne skorupy ziemskiej oraz przez chwilowe spiętrzenia sztormowe;
– falowanie rozładowujące energię na dnie strefy brzegowej i na brzegu;
– prądy działające w strefie brzegowej.
Następnie dwa procesy przebudowywały brzeg. Były to:
– wzdłuż brzegowy i poprzeczny do brzegu transport materiału, akumulujący lub wynoszący rumowisko pochodzące z erozji brzegu lub dna strefy brzegowej;
– transport rumowiska zdeponowanego na plaży. Jest to proces wydmotwórczy.
Miąższość osadów czwartorzędowych, które naniósł i ukształtował lodowiec skandynawski wynosi w Polsce od kilku do 250 metrów. Na wybrzeżu występują obszary wysoczyzn morenowych, zawierające moreny denne i jeziora polodowcowe, moreny czołowe. Charakterystycznym elementem rzeźby są również pradoliny ukształtowane przez wody odprowadzane z czoła lodowca głównie w kierunku zachodnim. Obecnie te pradoliny są częściowo wykorzystywane przez współczesne rzeki uchodzące do Bałtyku. W miejscach, gdzie morze dochodzi do wysoczyzny morenowej, tworzą się brzegi klifowe, natomiast w miejscach zalewanych płaskich dolin nastąpiła akumulacja rumowiska i powstały brzegi wydmowe. Odcięły one od morza doliny, pradoliny lub inne , nisko położone obszary tworząc na nich obszary podmokłe, lub przybrzeżne jeziora. Mimo ogólnej tendencji stałego wzrostu poziomu morza, powodującej wzmożoną erozję, w wielu rejonach wybrzeża nastąpiła intensywna akumulacja: Brama Świny na Wyspie Wolin, Mierzeja Dziwnowska, Mierzeje pomorskich jezior przybrzeżnych (Bukowo, Jamno, Łebsko), Półwysep Helski, Mierzeja Wiślana.
Na obszarach przyległych do mierzei przy wzroście poziomu morza tworzyły się jeziora przybrzeżne i obszary podmokłe. W wyniku rozwoju procesów akumulacyjnych powstała Mierzeja Wiślana odcinająca Zalew Wiślany. Półwysep Helski powstał w wyniku złożonego procesu akumulacyjnego jako efekt poprzecznego i wzdłuż brzegowego transportu osadów.
Wysoczyzny morenowe i ich klifowe brzegi zbudowane są z glin zwałowych i piasku w zróżnicowanych proporcjach. Są one bardzo podatne na erozję morską. Brzegi wydmowe zostały utworzone na płaskich dnach dolin i pradolin z piasków pochodzących z erozji klifów oraz dna strefy brzegowej w wyniku wzdłuż brzegowego i poprzecznego do brzegu transportu osadów. Do Bałtyku uchodzą dwie duże rzeki: Odra (zlewnia ogółem 118.861 km2, w Polsce 106.056 km2) i Wisła (zlewnia ogółem 198.313 km2, w Polsce 172.587 km2) jak również cały szereg mniejszych rzek uchodzących bezpośrednio do morza o łącznej powierzchni zlewni 23.146 km2).
Dno morskie wzdłuż polskiego brzegu jest zróżnicowane. Wschodnia część to głęboka Zatoka Gdańska z głębokościami sięgającymi 100m i więcej, natomiast zachodnia część to płytka Zatoka Pomorska z Ławicą Odrzaną płytszą od 10m. W rejonie środkowego wybrzeża (na północ od Koszalina) dno opada jednolicie do Głębi Bornholmskiej. Na wysokości Słupska zlokalizowana jest Ławica Słupska gdzie głębokości są mniejsze od 20m.
W granicach Polski znajduje się 843 km linii brzegowej z czego 102 km przypada na Zalew Wiślany, 241 km na Zalew Szczeciński, 76 km na Półwysep Helski i 424 km na pozostałą część wybrzeża.
W Polsce występują trzy zasadnicze typy brzegu morskiego:
1. klifowy – utworzony przez erozyjne podcięcie wysoczyzn morenowych;
2. wydmowy – powstały w wyniku akumulacji morskiej w połączeniu z eoliczną;
3. płaski – niski.
Ze względu na fazę aktywności, można wyróżnić trzy rodzaje brzegów klifowych i wydmowych:
1. erozyjny,
2. równowagi dynamicznej,
3. akumulacyjny.
Faza aktywności brzegu zależy od bilansu materiału osadowego (rumowiska) w podwodnej części strefy brzegowej. Falowanie i prądy powodują przemieszczanie materiału osadowego we wszystkich kierunkach zarówno wzdłuż jak i poprzecznie do brzegu (do i od brzegu). Jeżeli bilans materiału jest dodatni oznacza to, że istnieje lokalnie nadmiar osadów i następuje jego akumulacja na brzegu, brzeg ma wówczas charakter akumulacyjny. Przy bilansie zerowym brzeg znajduje się w stanie równowagi dynamicznej. Nie obserwuje się wówczas jego erozji jak też akumulacji. Ujemny bilans materiału wiąże się z erozyjnym charakterem brzegu. Aktywność brzegu jest zmienna. Stwierdzono jej okresową cykliczność w układzie przestrzennym (Furmańczyk 1994). Charakter brzegu zmienia się w czasie z erozyjnego na akumulacyjny i odwrotnie powodując oscylację położenia linii brzegowej o bardzo zróżnicowanym okresie od kilku do kilkudziesięciu lat. Są również odcinki brzegu na których faza erozyjna trwa krótko, natomiast faza akumulacyjna długo, taki brzeg wykazuje stałą tendencję akumulacyjną np. przy ujściu Świny. Na innych odcinkach proces akumulacji na brzegu trwa krótko, przeważają natomiast długie okresy jego erozji. Taki brzeg wykazuje praktycznie stałą tendencję erozyjną.
Krajobraz brzegu klifowego. Profil brzegu klifowego zależy od jego budowy geologicznej i składu granulometrycznego materiału. Niektóre odcinki klifów złożone z glin zwałowych z małą ilością piasku tworzą ściany pionowe jak np. w Orłowie. Inne z dużą zawartością piasku tworzą relatywnie łagodne zbocza osypiskowe np. na Wolinie, jeszcze inne z licznymi przewarstwieniami złożonymi z utworów nieprzepuszczalnych, z którymi wiąże się występowanie poziomów wodonośnych, mają profil bardziej złożony. Najwyższe klify znajdują się na Wyspie Wolin i ich wysokość sięga ok. 80 m. Wzgórza morenowe w pobliżu tego klifu mają wysokość powyżej 100m, a więc jest to jedyne miejsce w Polsce, gdzie brzeg może być uważany za brzeg wysoki. Wzgórza morenowe są siedliskiem lasów grądowych i buczyn (pomorskiej i kwaśnej) z charakterystyczną dla nich florą i fauną. Natomiast brzeżna partia wysoczyzny położona bezpośrednio nad marglistymi, nagimi klifami, jest wzbogacona materiałem glebowym przywianym ze stoku i stanowi siedliska buczyny storczykowej Carici-Fagetum, odznaczającej się występowaniem m.in. różnych gatunków storczyków.
Cechy klimatu pasa wybrzeża kształtują się pod wpływem Morza Bałtyckiego i Oceanu Atlantyckiego oraz często przemieszczających się układów niżowych, zwłaszcza późną jesienią i zimą, a także okresowo występujących układów wyżowych, szczególnie wczesną wiosną i jesienią. Najwyższe roczne sumy usłonecznienia notuje się wzdłuż wybrzeża Bałtyku, zwłaszcza w rejonie Świnoujścia, Ustki i Łeby – średnio ok. 1650 godzin. W miarę przesuwania się od wybrzeża w głąb lądu zmniejsza się liczba godzin do ok. 1550 godzin. Najmniej godzin ze Słońcem występuje w grudniu średnio poniżej 35 wzdłuż wybrzeża i poniżej 30 na stacjach oddalonych od Bałtyku. Najbardziej pogodnymi miesiącami są: maj, lipiec i czerwiec. W sezonowym rozkładzie temperatury powietrza w strefie wybrzeża występują dosyć ciepłe, łagodne zimy (zwłaszcza w zachodniej części wybrzeża) i chłodne wiosny (szczególnie w północno – wschodniej części) oraz na ogół chłodne lata i ciepłe jesienie. Roczna amplituda temperatury powietrza waha się od 17,1 °C w Ustce do 19,4 °C w Elblągu, zwiększając się w kierunku wschodniego wybrzeża i w głąb lądu). Zdarzają się jednak lata, w których średnia temperatura stycznia może wynosić od -7°C do 4,8°C w Świnoujściu, od -7,1°C do4,4°C w Ustce i od -11,4 do 3,7°C w Gdańsku, a w lipcu od 14,5 do 19,9°C w Świnoujściu, od 14,3 do 19,1°C w Ustce i od 13,7 do 20,2°C w Gdańsku. Najniższe minima dobowe wyniosły od -26°C w Świnoujściu do -37°C w Elblągu, zaś najwyższe maksima dobowe wahały się od 34°C w Ustce do 37°C w kilku nadmorskich stacjach. Wysunięcie linii brzegowej w morze, sprzyja przy napływie deszczonośnych wiatrów z zachodu i północnego zachodu, wzrostowi sumy opadów, w miarę przemieszczania się z południowego-zachodu na północny-wschód. Średnie roczne sumy opadów wahają się od około 550 mm w rejonie Świnoujścia do ponad 700 mm w rejonie Ustki i Łeby, zaś na osłoniętym wybrzeżu Zatoki Gdańskiej obniżają się do 530-550 mm. Duże natężenie opadów letnich sprawia, że najwięcej ich notuje się w lipcu i sierpniu, a najmniej w lutym i w marcu. W strefie wybrzeża występuje wyraźna przewaga opadów jesiennych nad wiosennymi. Skrajne roczne sumy opadów wahały się w analizowanym wieloleciu od 377 do 761 mm w Świnoujściu, od 482 do 1011 mm w Koszalinie, od 468 do 1019 mm w Ustce, od 362 do 760 mm w Gdańsku i od 354 do 939 mm w Elblągu. Zróżnicowanie to w poszczególnych miesiącach jest jeszcze większe. Bardziej zmienne z roku na rok są opady jesienne niż wiosenne. W okresie powojennym, dodatni trend sum opadów notuje się w zależności od stacji w marcu, czerwcu i listopadzie, a ujemny w lipcu i sierpniu.
Roczna liczba dni z opadem – 1,0 mm wzrasta w strefie wybrzeża z południowego-zachodu na północny-wschód, średnio od 104,9 w Świnoujściu do około 120 w rejonie ustki i Koszalina, przyjmując najwyższe wartości jesienią, a najniższe w pierwszej połowie wiosny (tab.2). Wzdłuż wybrzeża Zatoki Gdańskiej zaznacza się zmniejszanie liczby tych dni do około 100. Zdarzają się lata, w których opisywana liczba dni z opadem – 1,0 mm może wynosić od 77 do 134 w Świnoujściu, od 80 do 144 w Ustce, od 72 do 124 w Gdańsku i od 81 do 146 w Elblągu.
Począwszy od września do marca, średnia miesięczna wilgotność powietrza przekracza 80%, przyjmując najwyższe wartości w listopadzie, grudniu i styczniu – powyżej 85%, a w maju i czerwcu poniżej 78%. Znacznie niższe wartości tego elementu notuje się w strefie wybrzeża o godzinie 13.00, kiedy to w miarę oddalania się od brzegu wilgotność powietrza wyraźnie zmniejsza się. Na przykład między stacjami w Ustce i w Koszalinie różnice w maju wynoszą średnio 11%, a między Ustką i Lęborkiem 14% (tab.3). Na polskim wybrzeżu w ciągu roku dominują wiatry z kierunków: zachodniego, południowo-zachodniego i północno-zachodniego, a najrzadziej występują z kierunków: wschodniego i południowo-wschodniego. Największe prędkości wiatrów notuje się w godzinach południowych – średnio powyżej 5 m/s, następnie rano – około 4 m/s, a najniższe w godzinach wieczornych średnio około 3,5 m/s. Wiatry o większych prędkościach notuje się głównie wzdłuż wybrzeża od Darłowa po Przylądek Rozewie.
W wyniku przesunięcia linii brzegowej w morze oraz urozmaiconych warunków fizjograficznych wzdłuż strefy brzegowej, występują duże czasowe i przestrzenne zróżnicowania liczby godzien z usłonecznieniem, temperatury i wilgotności powietrza, sum opadów i liczby dni opadami, zwłaszcza na odcinku: Darłowo – Jarosławiec, Ustka, Łeba – Władysławowo. W okresie ostatnich 50 lat zaznacza się wyraźny wzrost temperatur powietrza w zimie zwłaszcza w ostatnich kilkunastu latach. W strefie wybrzeża notuje się, obok obszarów górskich, najwieksze w kraju gradienty wartości elementów klimatycznych (od linii brzegowej w głąb kraju) zwłaszcza temperatur i wilgotności powietrza oraz prędkości wiatru. Wzdłuż wybrzeża od Darłowa po Przylądek Rozewie istnieją dogodne warunki wietrzne do instalowania elektrowni wiatrowych.
Badaniami strefy brzegowej morza w Polsce zajmuje się szereg instytucji naukowych, które działają w ramach: Polskiej Akademii Nauk, instytucji resortowych oraz szkolnictwa wyższego. Są to instytucje o różnym potencjale intelektualnym zaangażowanym w prace badawcze, wyposażeniu naukowo-badawczym i zakresie realizowanej problematyki. Ponadto systematyczne monitoringowe badania stanu środowiska morskiej strefy brzegowej wykonywane są przez Wojewódzkie Inspektoraty Ochrony Środowiska w Gdańsku i Szczecinie a na przyległych do strefy brzegowej akwenach morskich, przez Gdyński Oddział Państwowego Instytutu Meteorologii i Gospodarki Wodnej i Morski Instytut Rybacki. Stałą kontrolę monitoringową stanu brzegów, zniszczeń posztormowych i odcinków brzegu zagrożonych erozją morską prowadzą Urzędy Morskie w Gdańsku Słupsku i Szczecinie oraz ich inspektoraty terenowe.
Źródło: opracowania Prof. zw. dr hab. Stanisława Musielaka, Prof. dr hab. Kazimierza Furmańczyka, prof. dr hab. Jacka Herbicha, Prof. dr hab. Czesława Koźmińskiego